UNIVERSIDADE FEDERAL FLUMINENSE INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE BACHARELADO EM GEOGRAFIA

EMANUEL FRANCISCO SANTOS DO NASCIMENTO

RELAÇÃO ENTRE A EUTROFIZAÇÃO E ACUMULAÇÃO RECENTE DE CARBONO ORGÂNICO EM UMA FLORESTA DE MANGUEZAL E PLANÍCIE

HIPERSALINA (GUARATIBA, RIO DE JANEIRO)

Niterói 2017

EMANUEL FRANCISCO SANTOS DO NASCIMENTO

RELAÇÃO ENTRE A EUTROFIZAÇÃO E ACUMULAÇÃO RECENTE DE CARBONO ORGÂNICO EM UMA FLORESTA DE MANGUEZAL E PLANÍCIE

HIPERSALINA (GUARATIBA, RIO DE JANEIRO)

Monografia apresentada ao curso de Bacharelado em Geografia, como requisito parcial para a obtenção do título de Bacharel em Geografia.

Orientador: Prof. Dr. Humberto Marotta Ribeiro

Coorientador:

Dr. Christian Joshua Sanders

Niterói 2017

1.Manguezal. 2.Eutrofização. 3.Planície hipersalina.

Janeiro, RJ). I.Título.

Nascimento, Emanuel Francisco Santos do

orgânico em uma floresta de manguezal e planície hipersalina (Guaratiba, Rio de Janeiro) Emanuel Francisco Santos do Nascimento. – Niterói : [s.n.], 2017.

50 f.

EMANUEL FRANCISCO SANTOS DO NASCIMENTO

RELAÇÃO ENTRE A EUTROFIZAÇÃO E ACUMULAÇÃO RECENTE DE CARBONO ORGÂNICO EM UMA FLORESTA DE MANGUEZAL E PLANÍCIE

HIPERSALINA (GUARATIBA, RIO DE JANEIRO)

Monografia apresentada ao curso de Bacharelado em Geografia, como requisito parcial para a obtenção do título de Bacharel em Geografia.

Aprovada em 03 de Agosto de 2017.

BANCA EXAMINADORA

_____________________________________________ Prof. Dr. Humberto Marotta Ribeiro (Orientador) - UFF

_____________________________________________ Prof.ª Dra. Thais Baptista da Rocha - UFF

_____________________________________________ Prof. Dr. Rodrigo Coutinho Abuchacra - UERJ

_____________________________________________ Me. Leonardo Amora Nogueira - UFF

Niterói 2017

À minha mãe Lindi, por todo amor e carinho.

À minha avó Leonidia, sua história de vida é uma inspiração.

AGRADECIMENTOS

À Universidade Federal Fluminense, por todas as valiosas experiências, oportunidades, amizades, reflexões e amadurecimento que esta me proporcionou ao longo destes anos.

Ao meu orientador Humberto por todos os seus esforços, pronto a resolver qualquer problema que surgisse, seus ensinamentos e conselhos ao longo de mais de 3 anos de estágio. Humberto é alguém que guardo grande estima e admiração por sua dedicação à ciência e honestidade e muito do que conquistei na UFF deve-se ao seu auxílio. Nesse momento só posso agradecer por tudo.

Agradeço ao meu coorientador Christian J. Sanders por suas importantes contribuições e que sempre quando possível esteve a disposição para esclarecer dúvidas, apesar da distância, assim como à Luciana Sanders por todo o auxílio sempre que necessário. À Southern Cross University por todas as análises realizadas.

Agradeço ao Núcleo de Estudos em Manguezais da UERJ pela grande ajuda em toda a logística de coleta dos testemunhos, especialmente aos professores Mário Gomes Soares e Gustavo Duque Estrada, assim como à Verônica e todos os demais integrantes do Núcleo que contribuíram diretamente na coleta e acondicionamento dos testemunhos.

Ao Laboratório de Biogeoquímica da UFRJ pelo suporte aos procedimentos de análise e materiais de coleta.

Ao Laboratório de Sedimentologia do Instituto de Geociências da UFF por todo apoio no acondicionamento e preparação das amostras para análise.

Ao Laboratório de Sedimentologia do Instituto de Química por possibilitar importantes análises e ao professor Wilson Thadeu Machado por gentilmente fornecer os dados do testemunho da planície hipersalina, e por abrir o espaço do laboratório.

À FAPERJ pela concessão de fomento que possibilitou o desenvolvimento das mais diversas etapas da pesquisa.

Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq) pela concessão de bolsa de iniciação científica PIBIC, muito importante ao longo da minha graduação.

À toda a coordenação do curso de Geografia por todo auxílio e, em especial, à Elaine que sempre se mostrou atenciosa às demandas que precisassem ser resolvidas.

Aos meus familiares, em especial, minha mãe Lindi e meu pai Helio, meu irmão Daniel e irmãs Anny, Beatriz e Cindi por todo auxílio, sugestões, carinho, enfim, por tudo.

Agradeço imensamente a vocês por tudo que fizeram e continuam fazendo por mim. Só cheguei até aqui pelo apoio de vocês.

À todos os meus colegas e amigos de estágio que sempre se dispuseram a me auxiliar nos momentos em que precisei. Não poderia aqui alguns como a Monique, Vinicius, Leonardo e Adriel e tantos outros que deram suas contribuições.

Aos amigos que fiz ao longo dessa minha trajetória na UFF, e na maravilhosa e inesquecível experiência de intercâmbio no Canadá que esta universidade me proporcionou. Agradeço aos professores Rodrigo Abuchacra e Thais Rocha, além do doutorando Leonardo Amora, por aceitarem compor a banca examinadora.

O tempo somente é porque algo acontece, e onde algo acontece o tempo está.

Milton Santos

RESUMO

Manguezais são ecossistemas costeiros tropicais e subtropicais altamente produtivos e constituem relevantes reservatórios globais de carbono (C), consequência do aporte de matéria orgânica alóctone e de sua produção de biomassa autóctone. Em porções interiores das florestas de manguezais, onde os aportes de água doce e a frequência de inundação pela maré são reduzidos, podem se formar planícies hipersalinas (também denominadas apicuns) que são reservatórios de nutrientes. Em virtude de atividades antrópicas na bacia de drenagem o enriquecimento de nutrientes (eutrofização) é uma dinâmica cada vez mais intensificada pelos aportes de fósforo e nitrogênio e impacta a dinâmica do metabolismo destes ambientes. Assim, as taxas de acumulação recentes (últimos 100 anos) de carbono orgânico, fósforo e nitrogênio totais foram avaliadas numa floresta de manguezal e planície hipersalina adjacente com a composição isotópica de δ13C e δ15N em testemunhos de sedimento de uma floresta de manguezal e planície hipersalina adjacente, influenciadas por rede de drenagem urbana. A floresta apresentou diferentes fases de sedimentação (anterior e posterior a década de 1960) com um aumento na acumulação de C orgânico e nutrientes em virtude da intensificação da industrialização e urbanização, além do maior aporte de sedimentos provenientes de uma transposição fluvial. A planície hipersalina não apresentou variação na sedimentação. Entretanto foi observado uma maior acumulação de C orgânico e nitrogênio total, e de modo significativo, fósforo total após 1960. Assim, o presente estudo sugere que a eutrofização antropogênica é um dos principais fatores que podem influenciar a acumulação de carbono orgânico em manguezais.

Palavras-chave: Floresta de Manguezal. Planície Hipersalina. Acumulação de

Carbono Orgânico. Eutrofização. Manguezal de Guaratiba.

ABSTRACT Mangroves are highly productive tropical and subtropical coastal ecosystems and constitute relevant global carbon (C) stocks, as a result of the contribution of allochthonous organic matter and its autochthonous biomass production. In the inner portions of mangrove forests, where freshwater input and tidal flooding frequencies are reduced, saltpans (also known as apicuns) which are considered nutrient reservoirs may occur. Due to anthropic activities in the drainage basin, nutrient enrichment (eutrophication) is a dynamic increasingly intensified by phosphorus and nitrogen inputs which impacts the metabolism of these systems. Thus, total organic carbon, phosphorus, nitrogen burial rates (past 100 years) and δ13C and δ15N isotopic composition were assessed in a mangrove forest and adjacent saltpan, influenced by an urbanized watershed. The forest presented different phases of sedimentation (before and after the 1960s) with an increase in organic C and nutrients burial due to the intensification of industrialization and urbanization, as well as the greater contribution of sediments from a fluvial transposition. The saltpan presented no variation in sedimentation. However, a greater accumulation of organic C and total nitrogen and, more significantly, total phosphorus after 1960 was observed. Thus, the present study suggests that anthropogenic eutrophication is one of the main factors that can influence the accumulation of organic carbon in mangroves. Keywords: Mangrove Forest. Saltpan. Organic Carbon Burial. Eutrophication. Guaratiba Mangrove.

LISTA DE ILUSTRAÇÕES

Figura 1 – Dinâmica do armazenamento e fluxos globais de carbono, considerando o impacto de atividades humanas......................................................................

14

Figura 2 – Principais processos na ciclagem e consequente acumulação de carbono nos solos em ecossistemas estuarinos pantanosos.......................................

15

Figura 3 – Mapa de localização da área de estudo na porção leste da Baía de Sepetiba, onde os pontos correspondem às áreas de coleta dos testemunhos sedimentares.............................................................................

22 Figura 4 – A – Estação de coleta no interior da floresta de manguezal. B – Camada

superficial de sedimento no interior da floresta. C – Estação de coleta na planície hipersalina. D – Camada superficial de sedimento na planície hipersalina.......................................................................................................

24

Figura 5 – A - Procedimento de coleta de testemunho na floresta. B - Identificação e acondicionamento de amostras em sacos tipo ziploc. C - Procedimento de coleta de testemunho na planície hipersalina.......................................................................................................

25 Figura 6 – A - Pesagem de amostra em balança de precisão. B – Utilização de

equipamento liofilizador para secagem de amostras no Laboratório de Sedimentologia (IGEO). C - Cápsulas utilizadas para armazenamento das amostras antes de análise em equipamento IRMS...............................................................................................................

26

Figura 7 –

Distribuição do ln210Pbex em relação à profundidade na floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2)..................................................

27

Figura 8 –

Relação entre os conteúdos (%) e taxas (g m-2 ano-1) de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total e fósforo total (PT) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. (significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch).............................................................................................................

28 Figura 9 –

Relação das composições isotópicas δ13C (‰) e δ15N (‰)entre planície hipersalina e floresta de manguezal. (significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch).........................................................................................

29 Figura 10 –

Relação das razões molares de carbono orgânico total e nitrogênio total (C:N) e nitrogênio total e fósforo total (N:P) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. (significativo p<0,05; teste-t com correção de Welch).............................................................................................................

29 Figura 11 –

Taxas de acumulação de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total (NT) e fósforo total (PT) no perfil vertical da floresta de manguezal (testemunho F2B) e planície hipersalina (testemunho A2) localizados na porção leste da Baía de Sepetiba...................................................................

30 Figura 12 –

Assinatura isotópica de δ13C (‰) e δ15N (‰) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2).............................................

31

Figura 13 –

Razões molares de carbono orgânico e nitrogênio total (C:N), e nitrogênio total e fósforo total (N:P) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2).....................................................................

32

LISTA DE TABELAS

Tabela 1 – Resultados de granulometria ao longo da profundidade dos testemunhos da floresta de manguezal (F2B - a) e planície hipersalina (A2 - b).

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Tabela 2 – Resultados de granulometria ao longo da profundidade dos testemunhos da floresta de manguezal (F2B - a) e planície hipersalina (A2 - b).

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LISTA DE ABREVIATURAS E SIGLAS

C Carbono Corg Carbono Orgânico COT Carbono Orgânico Total CO2 Dióxido de Carbono N Nitrogênio NT Nitrogênio Total P Fósforo PT Fósforo Total TAC Taxa de Acumulação de Carbono TAS Taxa de Acumulação Sedimentar δ13C Composição isotópica de carbono 13/12 δ15N Composição isotópica de nitrogênio 15/14

SUMÁRIO

1 INTRODUÇÃO GERAL ....................................................................... 13 1.1 MUDANÇAS CLIMÁTICAS E ESTOQUES DE CARBONO ................ 13 1.2 ESTUÁRIOS ........................................................................................ 14 1.2.1 Impactos nas bacias de drenagem ...................................................... 16 1.2.2 Metabolismo: mineralização, acumulação e fluxo para atmosfera ...... 16 2 INTRODUÇÃO ESPECÍFICA ............................................................. 18 2.1 OBJETIVO .......................................................................................... 21 2.2 HIPÓTESE .......................................................................................... 21 3 MATERIAL E MÉTODOS ................................................................... 21 3.1 ÁREA DE ESTUDO ............................................................................. 21 3.2 MÉTODOS ANALÍTICOS .................................................................... 23 4 RESULTADOS .................................................................................... 26 5 DISCUSSÃO ....................................................................................... 32 6 CONCLUSÕES ................................................................................... 37 REFERÊNCIAS ................................................................................... 38 ANEXO – Tabela 1 e Tabela 2 ........................................................... 48

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1 INTRODUÇÃO GERAL

1.1 MUDANÇAS CLIMÁTICAS E ESTOQUES DE CARBONO

O clima apresentou, notadamente, grandes variações ao longo da história

geológica do planeta (AHN; BROOK, 2008). Entretanto, a partir do início da primeira

revolução industrial, as concentrações de gases do efeito estufa como o dióxido de

carbono (CO2) na atmosfera foram diretamente afetadas por atividades humanas,

principalmente, pela queima de combustíveis fósseis e o desmatamento (LE QUÉRÉ

et al., 2015). Neste cenário, desenvolveu-se um interesse nos estudos sobre a

dinâmica do ciclo do carbono. Compreender e quantificar os processos que removem

este elemento da atmosfera e o estocam em reservatórios tornou-se um importante

desafio, assim como determinar a vulnerabilidade destes reservatórios de carbono

diante de impactos e alterações, tanto de origem antropogênica quanto naturais.

Como ambientes costeiros vegetados contribuem em 50% no armazenamento de

carbono em áreas costeiras (DUARTE et al., 2013), estes ambientes recebem

importante destaque neste tema, onde diversos trabalhos tem sido desenvolvidos.

Na Terra, grande parte do carbono encontra-se em estoques nas camadas

geológicas e nos oceanos sob a forma de carbonatos. Entretanto, os principais

reservatórios que compõem o ciclo biogeoquímico do carbono e que possibilitam

trocas entre si são a atmosfera, biosfera terrestre e os oceanos. O maior deles está

nos oceanos, que apresentam estoque total de 38.400 Gt de carbono. A atmosfera

armazena cerca de 800 Gt de carbono, enquanto a biosfera terrestre apresenta 560

Gt e os solos possuem aproximadamente 2.500 Gt de carbono (LAL, 2008). Os

ecossistemas costeiros, como manguezais, também apresentam importante estoque

de carbono. Apesar de apresentar área equivalente a apenas 0,1% da superfície

continental, estimativas sugerem que manguezais podem estocar até 10,4 Gt em seus

substratos (DUARTE et al., 2013; JARDINE; SIIKAMÄKI, 2014). No entanto, como visto na figura 1, estes estoques apresentam trocas

constantes, onde a influência antrópica nestes fluxos constitui um importante

componente. Segundo LE QUÉRÉ et al. (2015) as emissões antrópicas de CO2

atmosférico devido à queima de combustíveis fosseis e atividades industriais atingiu

valores próximos a 9,0 ± 0,5 Gt C/ano, entre os anos de 2005 e 2014. As emissões

14

referentes a mudanças no uso da terra apresentaram a média de 0,9 ± 0,5 Gt C/ano,

totalizando 9,9 Gt C/ano de carbono emitidos anualmente devido à atividades

humanas. Deste valor, os ecossistemas terrestres foram responsáveis pela absorção

de 3,0 Gt C/ano, sendo que 4,1 Gt C/ano permanece na atmosfera e cerca de 2,6 Gt

C por ano foram absorvidos pelos oceanos.

Figura 1: Dinâmica do armazenamento e fluxos globais de carbono, considerando o impacto de atividades humanas. Extraído de LE QUÉRÉ et al. (2015).

1.2 ESTUÁRIOS

Os estuários são importantes no ciclo biogeoquímico do carbono visto que

representam uma interface entre continente, atmosfera e oceano, sendo vulneráveis

a mudanças nestes três grandes sistemas. Em uma definição clássica1, destaca-se

que:

“Estuário é um corpo d’água costeiro semi-fechado que apresenta uma ou

mais conexões livres com o mar, se estendendo até o limite de influência da

1 Vale destacar que estuário possui uma ampla variedade de definições clássicas, propostas por autores de grande relevância como CAMERON & PRITCHARD (1963) e FAIRBRIDGE (1981).

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maré, dentro da qual a água marinha é mensuravelmente diluída pela

drenagem continental” (DYER, 1997).

Assim, esses ambientes são sistemas extremamente dinâmicos,

caracterizados por gradientes físico-químicos, atividade biológica elevada e dinâmica

sedimentar intensa (GATTUSO; FRANKIGNOULLE.; WOLLAST, 1998).

Estima-se que apenas uma pequena parte do carbono que é transportado dos

ecossistemas terrestres para os sistemas fluviais atinge os oceanos. No entanto, em

ambientes estuarinos vegetados, a alta produtividade e a capacidade de reter

partículas suspensas no fluxo de água e armazená-las no sedimento aumentam

significativamente a acumulação de carbono (DUARTE et al., 2013). Além disso, estes

ambientes atuam como sumidouros de CO2, devido à sua capacidade de produção

primária geralmente exceder a respiração produzindo excesso de carbono orgânico

(DUARTE; MIDDELBURG; CARACO, 2005), como ilustrado na figura 2. Como

resultado, as taxas de acumulação de carbono orgânico nos ecossistemas de

manguezal, marismas e ervas marinhas são relativamente altas, excedendo as dos

solos das florestas terrestres (MCLEOD et al., 2011).

Figura 2: Principais processos na ciclagem e consequente acumulação de carbono nos solos em ecossistemas estuarinos pantanosos. Modificado de <http://www.habitat.noaa.gov/coastalcarbonseq-uestration.html>

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1.2.1 Impactos nas bacias de drenagem

O acentuado crescimento populacional e o processo de urbanização na zona

costeira se deram de maneira significativa globalmente, impactando os ecossistemas

presentes nestas áreas (VITOUSEK et al., 1997; EHRENFELD, 2000). Na Austrália,

aproximadamente 84% da população vive em áreas costeiras que representam

apenas 1% do território (AUSTRALIAN BUREAU OF STATISTICS, 2002). Nos

Estados Unidos, ainda que as cidades costeiras representem 13% do território

continental do país, estima-se que 51% da população viva na zona costeira

(RAPPAPORT; SACHS, 2003). No Brasil, a histórica ocupação desigual do território

entre interior e litoral ainda se reflete na atual distribuição espacial da população

brasileira (BORELLI, 2007). Este padrão de ocupação foi intensificado, por exemplo,

pelo predomínio, até o século XX, de atividades econômicas voltadas para o mercado

externo como as mais relevantes (IBGE, 2011). Atualmente, a área dos municípios da

zona costeira no Brasil corresponde a 4,1% do território, mas 24% da população habita

estes municípios (IBGE, 2011).

O excessivo aporte artificial de nutrientes em cursos d’água e baías é

usualmente relacionado à atividades humanas nas bacias hidrográficas (PUCKETT,

1995; KNOLL; VANNI; RENWICK, 2003). Estas atividades podem representar aos

ambientes estuarinos importante fonte de efluentes orgânicos ou mesmo de nutrientes

já mineralizados. A bacia de drenagem da Baía de Sepetiba no estado do Rio de

Janeiro, por exemplo, abriga diversas indústrias em seu entorno, além de uma

população de aproximadamente dois milhões habitantes (CUNHA et al., 2009;

GOMES et al., 2009), recebendo despejo significativo de efluentes domésticos e

industriais.

1.2.2 Metabolismo: mineralização, acumulação e fluxo para atmosfera

O equilíbrio entre produção e consumo de carbono orgânico define a

contribuição que qualquer ecossistema possui para o ciclo global do carbono. Assim,

entre os fatores que regulam o metabolismo de sistemas biológicos estão os

processos de produção e respiração. A produção primária líquida é considerada o

equilíbrio entre a produção primária bruta e a respiração dos componentes

autotróficos do sistema (GATTUSO; FRANKIGNOULLE.; WOLLAST, 1998). No

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entanto, a produção líquida do ecossistema é a diferença entre produção primária

bruta e a respiração do ecossistema, que inclui os componentes autotróficos e

heterotróficos (GATTUSO; FRANKIGNOULLE.; WOLLAST, 1998). Desse modo,

compreender a dinâmica da produção líquida de um ecossistema possibilita avaliar a

contribuição de um ecossistema para processos globais.

No caso de ecossistemas de manguezal, os principais produtores primários que

fixam carbono da atmosfera são as árvores, embora macroalgas e fitoplânctons e os

vários tipos de algas que crescem na superfície também contribuam. Como outras

árvores, os mangues assimilam o CO2 atmosférico em compostos orgânicos para

fabricar novas folhas, raízes e galhos (CASTAÑEDA-MOYA; TWILLEY; RIVERA-

MONROY, 2013; ALONGI, 2014). Por colonizarem substratos salinos e anóxicos, os

mangues usam uma estratégia vantajosa de minimizar a perda de água e maximizar

a fixação de carbono, sendo altamente eficientes no uso e transpiração da água

(ALONGI, 2014).

Entre os principais fatores que controlam as transformações microbianas de

carbono em sedimentos de manguezal estão o tipo de vegetação que se encontram

em atividade radicular, tipo de sedimento, aporte orgânico, elevação de maré,

salinidade e eutrofização (KRISTENSEN, 2007). Além disso, a matéria orgânica de

mangue que não é exportada pela ação da maré entra no sedimento e é degradada

ou modificada quimicamente por microorganismos (KRISTENSEN et al., 2008a).

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2 INTRODUÇÃO ESPECÍFICA

Manguezais são ecossistemas costeiros de transição entre os ambientes

terrestre e marinho tipicamente localizados em áreas de menor turbulência na

desembocadura de rios tropicais e subtropicais, cuja área global estimada varia entre

83.495 km2 (HAMILTON; CASEY, 2016) e 137.760 km2 (GIRI et al., 2011). O

funcionamento desses ecossistemas é determinado por fatores naturais, como o

regime de marés, a mistura de águas marinhas e doces ou a deposição gradual de

sedimentos (WOODROFFE, 1985; SCHAEFFER-NOVELLI; CINTRÓN-MOLERO;

ADAIME, 1990), os quais também têm sido sensivelmente alterados pelas atividades

humanas (LEE et al., 2006; BORGES et al., 2009). Altas temperaturas o ano inteiro,

significativa produção primária, baixa turbulência, declividade menos acentuada e

posição terminal na bacia de drenagem contribuem aos elevados aportes de

compostos inorgânicos e orgânicos de origem tanto autóctone quanto alóctone, os

quais alcançam suas águas e seus sedimentos (CLOUGH, 1992; WOODROFFE,

1992). A disponibilidade desses recursos associada às condições mais quentes e

abrigadas tornam os manguezais habitats críticos para uma extensa variedade de

espécies, sendo fundamentais à manutenção da biodiversidade marinha (POLIDORO

et al., 2010).

Nesse sentido, outro importante fator direcionador da biodiversidade dos

manguezais é sua heterogeneidade intraecossistêmica. As áreas mais próximas do

mar (zona de franja) contrastam as de substrato mais consolidado e de maior

desenvolvimento arbóreo, onde a frequência de inundação pela maré é intermediária

(zona de floresta de manguezal), e aquelas mais interiores, onde os aportes de água

doce e da maré são reduzidos (zona de planície hipersalina). Apesar da intensa

flutuação do tempo de inundação e dos níveis de salinidade que são limitantes à

maioria das plantas e afetam sua distribuição (CHEN; TWILLEY, 1998; CASTAÑEDA-

MOYA; RIVERA-MONROY; TWILLEY, 2006), os manguezais podem apresentar

florestas relativamente densas, dominadas por espécies arbóreas altamente

especializadas a essas condições extremas. A vegetação arbórea contribui para a

retenção física de sedimentos e formação do próprio ecossistema de manguezal

(WOODROFFE, 1992; FURUKAWA; WOLANSKI; MUELLER, 1997). Já as planícies

hipersalinas são formadas devido às altas taxas de evaporação de água marinha e

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subsequente precipitação de sais (RIDD; STIEGLITZ, 2002), as quais inibem o

crescimento de vegetais superiores. Essas planícies são consideradas feições do

ecossistema manguezal (SCHAEFFER-NOVELLI, 1999) e denominadas no Brasil de

apicuns (ALBUQUERQUE et al., 2014). Apesar da ausência de espécies arbóreas, as

planícies hipersalinas podem ser colonizadas por esteiras algais e de cianobactérias

(LOVELOCK et al., 2010; ADAME et al., 2012b), atuando como relevantes estoques

de nutrientes (RIDD et al., 1997; BURFORD et al., 2016) e áreas propicias à expansão

dos manguezais em cenários de elevação do nível médio do mar (SOARES, 2009).

Sendo assim, essas condições e disponibilidade de recursos estimulam

diretamente as taxas metabólicas envolvidas na ciclagem de carbono (C), tanto de

acumulação (ALONGI et al., 2005; SANDERS et al., 2014, 2016) quanto de

mineralização de matéria orgânica no substrato das florestas de manguezal

(MACREADIE et al., 2012) e planícies hipersalinas adjacentes (BURFORD et al.,

2016). Enquanto a acumulação orgânica contribui para tornar os sedimentos de

manguezal importantes estoques de C atmosférico, os processos de mineralização

também podem torná-los fontes de substanciais quantidades de gases de C à

atmosfera (BOUILLON et al., 2008; KRISTENSEN et al., 2008a).

Desse modo, estudos recentes têm revelado um importante papel dos

manguezais sobre a ciclagem de C em ambas as escalas local e global (MAHER et

al., 2013; ALONGI, 2014; ATWOOD et al., 2017). Estima-se que somente a atual taxa

de desmatamento destes ecossistemas seja responsável por emissões anuais entre

0,02 e 0,12 Gt de C à atmosfera, magnitude considerada significativa no balanço de

C da biosfera (DONATO et al., 2011; SIIKAMAKI; SANCHIRICO; JARDINE, 2012).

Por sua vez, as taxas de acumulação de C por área dos manguezais podem alcançar

valores até 56 vezes mais elevados do que as florestas terrestres (MCLEOD et al.,

2011), podendo chegar a 15% do total acumulado de C em áreas costeiras

(JENNERJAHN; ITTEKKOT, 2002; DUARTE; MIDDELBURG; CARACO, 2005). Uma

parte relevante desta acumulação se concentra em biomassa depositada nos

sedimentos, compartimento que, mesmo sem incluir a vegetação viva nele

estabelecida, é considerado um dos mais importantes estoques de C do planeta

(CHMURA et al., 2003; DUARTE; MIDDELBURG; CARACO, 2005; SANDERS et al.,

2010b; BOUILLON, 2011; DONATO et al., 2011; MCLEOD et al., 2011; BREITHAUPT

et al., 2012; ALONGI, 2014; ATWOOD et al., 2017).

20

Na bacia de drenagem, o aporte de nutrientes que resulta na eutrofização é um

fator regulador da acumulação de C nos ecossistemas. Com o aumento no

crescimento populacional em zonas costeiras, sobretudo, tropicais e subtropicais, se

observa um elevado enriquecimento de nutrientes em áreas costeiras dominadas por

manguezais (BORGES et al., 2009; MACREADIE et al., 2012; SANDERS et al., 2014).

Os substanciais aportes antropogênicos de substratos orgânicos e de nutrientes,

como nitrogênio (N) e fósforo (P), nos ecossistemas aquáticos costeiros podem

sustentar intensos processos metabólicos, os quais são envolvidos na acumulação de

C pela produção primária (DUARTE; AGUSTÍ, 1998; DIAZ; ROSENBERG, 2008). No

entanto, há ainda importantes lacunas sobre os efeitos da eutrofização nos estoques

de C nos ecossistemas, uma vez que podem favorecer tanto a fixação de C em

biomassa pela produção primária quanto sua liberação à atmosfera pelas vias de

mineralização biológica (MORRIS; BRADLEY, 1999; MFILINGE; ATTA; TSUCHIYA,

2002; KRISTENSEN et al., 2008b).

Na costa brasileira, os manguezais estão entre os mais relevantes e extensos

ecossistemas (SCHAEFFER-NOVELLI et al., 2000). De fato, depois da Indonésia, o

Brasil é o país com a maior área de manguezais do mundo (HAMILTON; CASEY,

2016), com ocorrência significativa de planícies hipersalinas associadas. No estado

do Rio de Janeiro encontra-se a Baía de Sepetiba, que em sua porção leste apresenta

uma importante área colonizada por manguezais e a ocorrência de planície hipersalina

(PELLEGRINI, 2000; ESTRADA et al., 2013). Esta região encontra-se próxima de um

importante centro de atividades econômicas do estado, sendo caracterizada por

impactos associados a uma bacia de drenagem urbanizada, assim como a atividade

portuária, de indústrias metalúrgicas e petroquímicas (MOLISANI et al., 2004). Essas

atividades são responsáveis pelo aporte de grandes quantidades de esgotos

doméstico e industrial (COPELAND et al., 2003; CUNHA et al., 2006).

Apesar da relevância global dos substratos de manguezal como estoques de

C, pouca atenção tem sido devotada à análises comparativas integradas da

acumulação orgânica recente entre florestas de manguezais e planícies hipersalinas

adjacentes. Esse tópico é especialmente pouco compreendido em relação aos efeitos

das atividades antropogênicas que alteram a biogeoquímica do C e de nutrientes na

biosfera.

21

2.1 OBJETIVO

Avaliar a relação das taxas de acumulação recente (210Pb) de fósforo,

nitrogênio e carbono orgânico totais com a composição isotópica de δ13C e δ15N em

testemunhos de sedimento de uma floresta de manguezal e planície hipersalina

adjacente, influenciadas por rede de drenagem urbana (Manguezal de Guaratiba, Rio

de Janeiro).

2.2 HIPÓTESE

O enriquecimento de nitrogênio e fósforo estimulará a acumulação de carbono

orgânico nos sedimentos da floresta de manguezal e da planície hipersalina

adjacente.

3 MATERIAL E MÉTODOS 3.1 ÁREA DE ESTUDO

O manguezal de Guaratiba se situa ao longo da margem leste da Baía de

Sepetiba na costa do estado do Rio de Janeiro, entre as latitudes 22°59'54.97"S –

23°2'13.28"S Sul e as longitudes 43°38'15.62"W – 43°33'37.16"W (Figura 3). Embora

esteja localizado em uma unidade de conservação (Reserva Biológica Estadual de

Guaratiba), esse manguezal recebe grande aporte de nutrientes advindos

especialmente de uma rede de drenagem altamente urbanizada (COPELAND et al.,

2003; MOLISANI et al., 2004). Entre os principais cursos fluviais da região está o rio

Guandu, mas outros rios de menor vazão, como os rios Piraquê, Piracão e Portinho,

entrecortam o manguezal de Guaratiba e desaguam na Baía de Sepetiba

(PARAQUETTI et al., 2004; SOARES; SCHAEFFER-NOVELLI, 2005; CHAVES et al.,

22

2010). Essa baía é um ecossistema semi-confinado, que se estende por uma área de

cerca de 305 km2 e tem recebido ao longo das últimas décadas crescente aporte de

efluentes domésticos, os quais são advindos de rios que drenam a região

metropolitana do Rio de Janeiro (LEAL-NETO et al., 2006). A área total do manguezal

de Guaratiba, por sua vez, é de 28,3 km2, dos quais 20,9 km2 correspondem à floresta

onde as espécies de mangue Rhizophora mangle, Avicennia schaueriana e, de modo

mais inexpressivo, Laguncularia racemosa estão estabelecidas (ESTRADA et al.,

2013). Além disso, uma planície hipersalina se estende pela área restante de 7,4 km2,

a qual é banhada predominantemente apenas pelas preamares de sizígia (ESTRADA

et al., 2013).

Figura 3: Localização da área de estudo na porção leste da Baía de Sepetiba, onde os pontos correspondem às áreas de coleta dos testemunhos sedimentares. O ponto amarelo indica o local de coleta na floresta de manguezal e o vermelho ao da planície hipersalina.

Segundo as tábuas de marés da Diretoria de Hidrografia e Navegação para o

Porto de Itaguaí, a região apresenta um regime de micromarés com até 2 m de

amplitudes. O clima, de acordo com a classificação de Koppen, pode ser classificado

como tropical quente e úmido (Aw) com períodos mais secos nos meses de inverno.

Assim, os períodos de maior pluviosidade geralmente ocorrem em Janeiro e Março, e

os mais secos em Junho e Agosto (SOARES; SCHAEFFER-NOVELLI, 2005). As

temperaturas mínima e máxima apresentaram uma variação de 22 a 35° C no verão

23

e de 17 a 30° C no inverno, durante os anos de 2010 e 2011 (MASUDA; ENRICH-

PRAST, 2016).

3.2 MÉTODOS ANALÍTICOS

Testemunhos de sedimento de aproximadamente 50 cm foram coletados em

2012 durante a baixa-mar por meio de tubos de alumínio em duas estações de coleta,

sendo um testemunho coletado no interior da floresta de manguezal (F2B -

23°0'58.10"S, 43°36'41.28"W; Figura 4) e outro na planície hipersalina (A2 -

23°0'44.87"S, 43°36'28.58"W; Figura 4) com o auxílio de um trado russo. Os dados

obtidos do testemunho da floresta (F2B) foram fornecidos e são provenientes do artigo

aguardando publicação PÉREZ et al. (Submetido). Em virtude de possíveis diferenças

nas taxas de acumulação sedimentar, o testemunho da floresta de manguezal foi

seccionado em intervalos de 1 cm na camada de 0-10 cm e de 2 cm na parte restante,

enquanto que o da planície hipersalina foi seccionado em intervalos de 1 cm ao longo

de todo perfil. Ambos os testemunhos foram fatiados ainda no campo e amostras de

cada camada, no laboratório, foram mantidas congeladas até serem analisadas

(Figura 5).

Alíquotas de cada seção dos testemunhos foram pesadas e liofilizadas. A

densidade aparente das camadas foi estimada por meio da divisão do peso do

sedimento seco pelo volume inicial (RAVICHANDRAN et al., 1995). Posteriormente

as amostras foram secas, maceradas, descarbonatadas com ácido clorídrico (HCl) e

encapsuladas para as análises químicas (Figura 6). As análises de carbono orgânico

total (COT), nitrogênio total (NT) e das composições isotópicas de δ13C e δ15N foram

realizadas em um Analisador Elementar Flash acoplado a um espectrômetro de

massa de razão isotópica (IRMS) Thermo Fisher Delta V. A precisão analítica foi de:

C = 0.1%, N = 0.1%, δ13C = 0.1‰ e δ15N = 0.15‰. Por sua vez, o conteúdo de fósforo

total (PT) foi determinado em um espectrômetro de massa por plasma indutivamente

acoplado (ICP-MS) APHA, a partir de alíquotas secas e após a digestão ácida das

amostras com ácido HNO3/HCl 1:3. A amostra controle do laboratório para análise de

24

PT (AGAL 12) foi digerida e analisada com cada alíquota de sedimento. Os resultados

de COT, NT e PT foram utilizados no cálculo das razões molares de C:N e N:P. Os

valores mais altos de δ13C, δ15N e razão C:N indicam maiores aportes de origem

terrestre ou de árvores de manguezal, contrastando aos valores mais baixos dessas

variáveis que indicam maior influência de algas (MEYERS, 1994, 1997). Além disso,

valores mais altos de δ15N e mais baixos de ambas as razões C:N e N:P podem ser

indicativos de maiores aportes de efluentes domésticos ou fertilizantes (ALTABET;

FRANCOIS, 1994; COSTANZO et al., 2005). Finalmente, a análise granulométrica

entre as classes areia (> 50µm), silte (2 - 50µm) e argila (< 2µm) foi realizada após a

eliminação da matéria orgânica por solução de peróxido de hidrogênio 10% e

desagregação por solução de hexametafosfato de sódio 4%, usando uma unidade de

difração laser CILAS 1064.

Figura 4: A – Estação de coleta no interior da floresta de manguezal. B – Camada superficial de sedimento no interior da floresta. C – Estação de coleta na planície hipersalina. D – Camada superficial de sedimento na planície hipersalina.

As idades e as taxas de acumulação sedimentar foram determinadas utilizando

a atividade em excesso do chumbo-210 (210Pb) mensurada pelo pico 46,5 KeV. O 210Pb é um radionuclídeo da série de decaimento do Urânio-238 (238U) com meia-vida

de aproximadamente 22,3 anos e, portanto, adequado para determinar taxas de

acumulação sedimentar (TAS) na escala de tempo ao longo de décadas

25

(aproximadamente até 100 anos antes do presente). As amostras liofilizadas e

maceradas (N = 29 e 14 camadas nos testemunhos da floresta de manguezal e

planície hipersalina, respectivamente) foram armazenadas em tubos de contagem

gama, a qual foi realizada em um detector de germânio intrínseco acoplado a um

analisador de multicanal.

Figura 5: A - Procedimento de coleta de testemunho na floresta. B - Identificação e acondicionamento de amostras em sacos tipo ziploc. C - Procedimento de coleta de testemunho na planície hipersalina.

A atividade do 210Pb em excesso (210Pbex) foi calculada subtraindo o 210Pb

suportado, isto é, a atividade de 210Pb em equilíbrio com a do rádio-226 (226Ra), da

atividade total de 210Pb. A atividade do 226Ra foi, por sua vez, calculada a partir da

média dos picos dos seus isótopos-filho 214Pb e 214Bi (295.2 KeV) (351.9 KeV) (609.3

KeV) (MOORE, 1984). Os valores de 210Pbex expressos em logaritmo natural foram

utilizados no modelo de datação Concentração Inicial Constante (CIC), no qual as TAS

são determinadas por meio de regressão linear pelo método dos mínimos quadrados.

A taxa é obtida a partir da divisão da constante de decaimento do 210Pb (0,031) pela

inclinação da reta. Apesar da premissa de TAS constantes, o modelo de datação CIC

pode ser aplicado a seções do testemunho para identificar diferentes fases de

sedimentação (APPLEBY; OLDFIELD, 1983). Finalmente, as taxas de acumulação de

COT, NT e PT foram calculadas a partir do conteúdo de COT, NT e PT (g g-1)

26

associado à profundidade (cm), densidade aparente (g cm-3) e as taxas de

acumulação sedimentar (TAS, mm ano-1) ao longo de cada testemunho.

Os dados log-transformados de composição química do sedimento

apresentaram distribuição normal (Kolmogorov-Smirnov, p>0,05), embora suas

variâncias tenham sido significativamente diferentes entre os testemunhos (Bartlett,

p<0,05). Dessa forma, foram utilizados testes-t com correção de Welch (significativo

p<0,05) e médias para comparar cada variável entre a planície hipersalina e a floresta

de manguezal. A determinação das diferentes fases de sedimentação foi avaliada por

meio de regressão linear (significativo, p<0,05). Todas as análises estatísticas e os

gráficos foram realizados no programa GraphPad Prism 5.0.

Figura 6: A - Pesagem de amostra em balança de precisão. B – Utilização de equipamento liofilizador para secagem de amostras no Laboratório de Sedimentologia (IGEO). C - Cápsulas utilizadas para armazenamento das amostras antes de análise em equipamento IRMS.

4 RESULTADOS

O testemunho da planície hipersalina (A2) apresentou uma variação de

ln210Pbex relativamente constante ao longo do perfil vertical, indicando uma única taxa

27

de acumulação sedimentar (TAS) de 1,3 mm ano-1. Por outro lado, o perfil de 210Pbex

no testemunho da floresta de manguezal apresentou duas fases significativamente

diferentes (regressão linear, p<0,05; Figura 7). Um período de industrialização

incipiente no estado do Rio de Janeiro, anterior a 1960 nas camadas entre 28-50 cm,

e outro período de substancial desenvolvimento urbano-industrial, desde 1960 a 1990

nas camadas entre 10-28 cm. Essas fases de acumulação no perfil sedimentar da

floresta de manguezal se refletiram em um incremento de quase 3 vezes entre ambos

os períodos de 1905-1960 e 1960-1990, alcançando 5,2 e 16,0 mm ano-1

respectivamente. Além disso, a camada superficial (primeiros 10 cm) foi considerada

uma zona de mistura biológica, pois não apresentou um declínio significativo do 210Pbex e sua composição textural exibiu mais de 80% do conteúdo de silte e argila.

No sentido de evitar superestimativas, essa zona de mistura superficial foi excluída

dos cálculos das TAS como descrito por SMOAK; PATCHINEELAM (1999).

Entretanto, assumindo a mesma acumulação sedimentar de 1960-1990 (16,0 mm ano-

1) a TAS para o período pós-1990 foi estimada.

Figura 7: Distribuição do ln210Pbex em relação à profundidade na floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2). A equação da reta na planície hipersalina é de: y = -0.2719 ± 0.02161x + 3.645 ± 0.1840 (R2 = 0,93). Na floresta, os triângulos cinzas correspondem à zona de mistura (0-10 cm), os quadrados laranjas à segunda fase (10-28 cm) e os círculos verdes à primeira fase (28-50 cm). A equação da reta da primeira fase é de: y = -0.06041 ± 0.01076x + 2.427 ± 0.4253 (R2 = 0,78); e na segunda fase é de: y = -0.01966 ± 0.004042x + 1.158 ± 0.07775 (R2 = 0,80).

A granulometria não exibiu variações significativas em função da profundidade

no testemunho da planície hipersalina (A2), com uma composição textural

predominante de silte (Tabela 1, em anexo). Entretanto, foi possível identificar um

28

aumento nos teores de COT, NT e PT em direção ao topo do testemunho (Tabela 2,

em anexo). Além dos teores, a acumulação COT e NT também foram mais elevadas

nas camadas mais superficiais e recentes, sobretudo após 1960. A exceção foi o PT,

que se manteve relativamente elevado e constante ao longo do perfil (Figuras 8 e 11).

As taxas de acumulação média destes elementos para todo o perfil foram,

respectivamente, 17,0, 2,3 e 2,0 g m-2 ano-1.

Figura 8: Relação entre os conteúdos (%) e taxas (g m-2 ano-1) de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total e fósforo total (PT) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. Barras verticais indicam a mediana com amplitude de interquartil de 25% a 75%. Letras diferentes em cada painel representam diferenças estatísticas significativas (p<0,05; teste-t com correção de Welch).

Por sua vez, o testemunho da floresta apresentou um ligeiro aumento no

conteúdo de silte, além de uma diminuição no conteúdo de argila nas camadas mais

superficiais (acima de 28 cm) (Tabela 2). Assim, a atividade do 210Pbex associada aos

teores de COT, NT e PT permitiram identificar diferenças significativas entre planície

hipersalina e floresta de manguezal (Figuras 8 e 11; significativo p<0,05; teste-t com

correção de Welch). Além disso, esses resultados possibilitaram determinar diferentes

fases de acumulação sedimentar. Na fase anterior ao ano de 1960, os conteúdos de

COT, NT e PT apresentaram valores inferiores em comparação com a segunda fase

(entre 1960 e 1990), enquanto os valores mais altos foram observados na fase

29

posterior a 1990 (Tabela 2). As taxas de acumulação média de COT, NT e PT na

floresta ao longo do perfil foram de 781, 56 e 12 g m-2 ano-1, respectivamente (Figura

11). Entretanto, estas taxas apresentaram diferenças significativas entre cada fase

sedimentar, onde a acumulação de COT, NT e PT foi significativamente maior nas

duas fases posteriores a 1960. Assim, as taxas de acumulação média de COT, NT e

PT considerando cada fase foram, respectivamente, 386, 17 e 5 g m-2 ano-1 na primeira

fase; 879, 58 e 18 g m-2 ano-1 na segunda fase; e 1088, 94 e 15 g m-2 ano-1 na terceira

fase, considerando a estimativa de acumulação sedimentar (16,0 mm ano-1).

Figura 9: Relação das composições isotópicas δ13C (‰) e δ15N (‰) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. Barras verticais indicam a mediana com amplitude de interquartil de 25% a 75%. Letras diferentes em cada painel representam diferenças estatísticas significativas (p<0,05; teste-t com correção de Welch).

Figura 10: Relação das razões molares de carbono orgânico total e nitrogênio total (C:N) e nitrogênio total e fósforo total (N:P) entre planície hipersalina e floresta de manguezal. Barras verticais indicam a mediana com amplitude de interquartil de 25% a 75%. Letras diferentes em cada painel representam diferenças estatísticas significativas (p<0,05; teste-t com correção de Welch).

30

Figura 11: Taxas de acumulação de carbono orgânico total (COT), nitrogênio total (NT) e fósforo total (PT) no perfil vertical da floresta de manguezal (testemunho F2B) e planície hipersalina (testemunho A2) localizados na porção leste da Baía de Sepetiba.

As razões molares C:N do testemunho da planície hipersalina apresentaram

valores ligeiramente mais elevados a partir da década de 1950 (Figura 13), havendo

uma redução após 1990. Os valores oscilaram entre 7,6 e 9,7 ao longo do perfil. Por

outro lado, as razões N:P se mantiveram relativamente constantes até 1990 (entre 2,1

e 2,7), quando houve uma elevação atingindo um máximo de 4,7. No que se refere à

floresta, no período após o ano de 1960, o perfil das razões molares C:N mostrou uma

tendência decrescente em direção as camadas mais superficiais (acima de 28 cm de

profundidade), se mantendo entre 29,5 e 14,4 na segunda fase (1960 – 1990), e entre

16,6 e 12,2, com valor médio de 13,5 na terceira fase (1990 – 2010). A primeira fase

31

(1905 – 1960) exibiu os maiores valores das razões C:N que variaram entre 29,9 e

19,4 (Figura 13). No que diz respeito às razões N:P, os resultados também foram

contrastantes entre as diferentes fases. Foi possível observar os valores

consistentemente mais elevados (entre 12,7 e 14,6) na terceira fase, representando

um aumento substancial quando comparado aos valores observados na primeira (3,1

à 12,7) e segunda fase (5,0 à 11,4).

Figura 12: Assinatura isotópica de δ13C (‰) e δ15N (‰) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2).

Na planície hipersalina, enquanto que os valores de δ13C foram relativamente

constantes ao longo de todo o testemunho (mínimo de -18,4‰ e máximo de -17,7‰),

os resultados de δ15N mostraram uma tendência de aumento em direção ao topo,

oscilando entre 8,4 a 11,8‰ (Figura 12). Este aumento foi observado, em especial,

após a década de 1960. No caso da floresta, por sua vez, os valores observados de

δ13C na primeira fase sedimentar variaram entre -25,0 e -22,7‰, apresentando um

relativo decréscimo na durante a segunda (mínimo de -25,8‰ e máximo de -24,2‰)

e terceira fase, que exibiu assinatura isotópica de δ13C entre -25,6 e -23,8‰ (Figura

32

12). Em relação aos resultados de δ15N, foi possível observar um aumento substancial

quando comparadas as três fases. Na primeira fase, anterior a 1960, a composição

isotópica δ15N exibiu valores relativamente baixos, predominantemente inferiores a

0,0‰. Entre os anos de 1960 e 1986 o δ15N oscilou entre -1,8 e 1,7‰ com um aumento

acentuado observado em 1990 (8,5‰). Por fim, no período após 1990, os valores de

δ15N apresentaram consistentemente os resultados mais elevados, que variaram

entre 7,8 e 9,7‰ (Figura 12).

Figura 13: Razões molares de carbono orgânico e nitrogênio total (C:N), e nitrogênio total e fósforo total (N:P) ao longo dos perfis da floresta de manguezal (F2B) e planície hipersalina (A2).

5 DISCUSSÃO

Os resultados do presente estudo revelaram contrastantes taxas de

acumulação sedimentar entre a floresta de manguezal e a planície hipersalina

adjacente, confirmando que elevadas taxas de acumulação nos manguezais podem

33

ser atribuídas ao aporte fluvial e marinho na área com vegetação arbórea na linha do

litoral (SANDERS et al., 2010a; WOODROFFE et al., 2016). Além de maior

magnitude, a floresta apresentou taxas mais variáveis ao longo das últimas décadas.

Os menores aportes advindos da rede de drenagem e intensidade de maré (RIDD;

STIEGLITZ, 2002; ALBUQUERQUE et al., 2014) poderiam tornar a planície

hipersalina menos susceptível a mudanças mais abruptas. No entanto, mesmo a

planície hipersalina mais isolada apresentou consistente aumento das taxas de

acumulação de nutrientes e carbono orgânico (COT), também sugerindo alterações

mais gradativas. Entretanto, as TAS da floresta (5,2 mm ano-1 e 16,0 mm ano-1) foram,

ainda, substancialmente maiores do que a da planície hipersalina (1,3 mm ano-1).

Apesar da TAS da floresta de manguezal de Guaratiba durante a condição mais

pristina (pré-1960) já ser mais elevada do que a mediana global de 2,8 mm ano-1

(BREITHAUPT et al., 2012), o seu incremento nas décadas posteriores foi ainda mais

intenso. O aumento nas TAS em mais de 3 vezes entre 1960-1990 em comparação

ao período anterior, alcançando valores mais de 5 vezes maiores do que essa média

global (BREITHAUPT et al., 2012), confirmou o potencial papel de transposições

fluviais que aumentaram sensivelmente a deposição de sedimentos na Baía de

Sepetiba a partir dos anos de 1950 (MOLISANI et al., 2006; GOMES et al., 2009). A

construção da barragem Santa Cecília em 1955, que desviou parte das águas do rio

Paraíba do Sul para o rio Guandu elevou a vazão do rio para 160 m3 s-1 (MOLISANI

et al., 2006). Este aporte adicional de água advinda de rede de drenagem urbana

poderia ter contribuído não somente para o aumento na entrada de nutrientes e

matéria orgânica (BARCELLOS; LACERDA; CERADINI, 1997; MOLISANI et al.,

2006), mas também para o gradativo incremento da atividade biológica e subsequente

apreensão de C em biomassa (KRISTENSEN et al., 2008a; REEF; FELLER;

LOVELOCK, 2010; DUARTE et al., 2013). Além disso, a elevação das TAS observada

ao longo dos últimos aproximadamente 100 anos na floresta de manguezal de

Guaratiba é consistente com um aumento previamente descrito para a porção

nordeste da Baía de Sepetiba, cerca de 20 km de distância, onde a sedimentação se

elevou de 3,5 mm ano-1 no período anterior a década de 1960 para 7,6 mm ano-1 após

1960 (GOMES et al., 2009). Os resultados da floresta de manguezal também são

consistentes com a amplitude nas taxas para os últimos 100 anos entre diferentes

áreas de coleta na Baía de Sepetiba, que variaram entre 4 e 24,0 mm ano-1 (BORGES;

NITTROUER, 2016).

34

O grande aumento observado na acumulação de sedimentos no manguezal de

Guaratiba confirmou resultados prévios que sustentam o papel da urbanização para

intensificar os aportes de matéria orgânica e inorgânica em uma baía próxima. A Baía

de Guanabara, que é distante apenas cerca de 50 km e seu entorno é ainda mais

urbanizado do que aquele da Baía de Sepetiba, apresentou um aumento nas taxas de

sedimentação por datação de 210Pb desde 1,2 a 20 mm ano-1, comparando um período

mais (posterior à 1950) e menos urbanizado (anterior à 1950) no último século

(GODOY et al., 1998; MONTEIRO et al., 2012). Além do rápido crescimento

populacional observado no estado do Rio de Janeiro que ocorreu durante a segunda

metade do século XX, esta área também foi afetada por uma transposição que desviou

fluxos d’água do rio Macacu para o rio Guapimirim e alterou os aportes de C e

nutrientes (MONTEIRO et al., 2012).

Nesse sentido, as taxas de acumulação de PT, NT e COT acompanharam o

substancial aumento das taxas de acumulação sedimentar entre os períodos antes e

após os anos de 1960 na floresta de manguezal. A transição das condições mais

pristinas, onde as menores taxas de acumulação na primeira fase refletem as

condições anteriores ao elevado crescimento populacional e da atividade industrial

(BARCELLOS; LACERDA; CERADINI, 1997), para eutróficas evidencia variações

temporais de COT, NT e PT. Assim, a alta acumulação de COT e NT observada na

floresta durante a segunda e terceira fase pode estar associada a uma elevação da

produtividade primária resultante dos maiores aportes de N e P com o aumento

acentuado da produção e despejo de resíduos domésticos e efluentes industriais

(BARCELLOS; LACERDA; CERADINI, 1997; MOLISANI et al., 2004; CUNHA et al.,

2009), e intensificação de eventos de dragagem na Baía no período após 1960, que

contribuíram para ressuspensão de nutrientes e matéria orgânica depositada

(GOMES et al., 2009; MONTE et al., 2015). Além disso, foi possível identificar um

aumento nas taxas de acumulação de PT na floresta entre a primeira e segunda fase

indicativo destas condições eutróficas. Entretanto, a terceira fase foi marcada por uma

redução na acumulação de PT que pode estar relacionada a uma maior incorporação

do PT à biomassa da floresta pelas raízes (FELLER et al., 2003; FELLER;

LOVELOCK; MCKEE, 2007).

A planície hipersalina também apresentou uma elevação dos teores e das taxas

de COT e NT após 1960 condizentes com a intensificação dos aportes

antropogênicos, ainda que de modo consideravelmente mais gradual. Em virtude

35

disso, sugere-se que o fato de manguezais atuarem como filtros de nutrientes (REEF;

FELLER; LOVELOCK, 2010) e sedimento em suspensão (WOODROFFE, 1992) pode

ter favorecido que a planície hipersalina fosse menos afetada pelos maiores aportes

sedimentares. Por outro lado, os teores e a acumulação de PT se caracterizou por ser

relativamente constante durante todo o perfil, sem um claro declínio recente como

ocorrido na floresta. Isto poderia ser explicado pela ausência de vegetação arbórea e

predominância da produção primária de microalgas bentônicas (ADAME et al., 2012b;

MASUDA; ENRICH-PRAST, 2016), compostas de cianobactérias capazes de

absorver P e armazenar nas células (ORCHARD et al., 2010; GOMEZ-GARCIA et al.,

2013). Este acúmulo de PT observado reforça a importância destas planícies em

também atuar como filtros de nutrientes (RIDD et al., 1997; BURFORD et al., 2016)

Os valores mais elevados de δ13C (acima de -24 ‰) observados na fase

anterior a 1960 diante de condições mais pristinas, sugerem uma predominância de

matéria orgânica algal ou alóctone no sedimento (BRATTON; COLMAN; SEAL, 2003;

MEYERS, 2003; KRISTENSEN et al., 2008a; MAHER et al., 2013). Por sua vez, a

grande variação de valores de δ13C e razão N:P na fase posterior a 1960 indicam uma

maior diversidade de fontes de matéria orgânica, com um aumento na contribuição da

matéria orgânica proveniente da vegetação de mangue (ou terrestre) para o

sedimento (HODELL; SCHELSKE, 1998; MEYERS, 2003; KRISTENSEN et al.,

2008a). Esta maior contribuição pode ter sido reforçada pelos grandes aportes de

sedimentos na Baía ocorridos após a transposição no rio Paraíba do Sul (MOLISANI

et al., 2006; GOMES et al., 2009). Na terceira fase, apesar da variação do δ13C, os

baixos valores da razão C:N são indicativos da origem algal da matéria orgânica

(BRATTON; COLMAN; SEAL, 2003). De modo contrastante, a assinatura isotópica

observada ao longo do perfil vertical na planície hipersalina exibiu valores de δ13C

substancialmente altos e constantes, assim como a razão C:N inferior a 10 que

condizem com a grande predominância ao longo do perfil da produtividade de matéria

orgânica de esteiras de algas bentônicas, que incluem cianobactérias (MEYERS,

1994; BRATTON; COLMAN; SEAL, 2003; MASUDA; ENRICH-PRAST, 2016). Além

disso, os baixos valores da relação N:P reforçam a contribuição destas cianobactérias

que incorporam fósforo em suas células (GOMEZ-GARCIA et al., 2013).

Além disso, os valores mais elevados de δ15N (acima de 5‰) na planície foram

observados nas camadas mais superficiais, após 1990, assim como na floresta. Esses

valores isotópicos podem estar ligados a processos de ciclagem de nitrogênio

36

associados a altas condições eutróficas e à deposição de algas (ALTABET;

FRANCOIS, 1994; MEYERS, 2003; SANDERS et al., 2014). Assim, a elevação dos

valores observados de δ15N refletem um fluxo de esgoto de origem antropogênica e o

estabelecimento de condições anóxicas no sedimento (TERANES; BERNASCONI,

2000; MEYERS, 2003), enquanto que valores inferiores de δ15N durante as duas

primeiras fases sedimentares e ao longo do perfil da planície hipersalina sugerem uma

incorporação relativamente alta de nitrogênio por esteiras de algas sob condições

eutróficas (MEYERS, 2003; ADAME et al., 2012a).

Apesar de a planície hipersalina (A2) ter apresentado uma média de

acumulação de COT (17,0 g m-2 ano-1), quase 10 vezes inferior à média global de

florestas de manguezal (163 g m-2 ano-1) (BREITHAUPT et al., 2012), e de NT (2,3 g

m-2 ano-1) quase 6 vezes inferior a uma estimativa recente de acumulação nas

florestas (12,5 g m-2 ano-1) (BREITHAUPT et al. 2014), a acumulação de PT pode ser

substancial. A taxa de acumulação média de PT na planície hipersalina (2,0 g m-2 ano-

1), quando comparada com uma estimativa de acumulação de PT em florestas de

manguezal (6,5 g m-2 ano-1), representa praticamente 30% desta estimativa, mesmo

sendo um ambiente de elevada salinidade e ausente de vegetação arbórea. No caso

da floresta de manguezal (F2B), a taxa média de acumulação de COT obtida (781 g

m-2 ano-1) foi mais de quatro vezes superior à média global. Considerando as

estimativas da acumulação média de NT e PT, a acumulação de NT na floresta (56 g

m-2 ano-1) foi mais de 4 vezes superior. Já a acumulação de PT (12 g m-2 ano-1)

representou quase duas vezes à estimativa para florestas de manguezal. Isto reflete

uma acumulação alta de carbono e nutrientes que só foi observada em locais

diretamente afetadas por atividades antrópicas. O elevado acúmulo de COT na

floresta de manguezal de Guaratiba foi comparável aos manguezais em áreas

impactadas por atividades relacionadas, por exemplo, a indústrias, desenvolvimento

urbano e mineração (BRUNSKILL et al., 2004; ALONGI et al., 2005; TATEDA et al.,

2005; SANDERS et al., 2010a, 2014; ALONGI, 2014). As florestas de manguezal em

áreas protegidas (ONG, 1993; SANDERS et al., 2008, 2012; SMOAK et al., 2013;

LUNSTRUM; CHEN, 2014; LI et al., 2016) ou sob menor impacto antropogênico

(SANDERS et al., 2010b; YANG et al., 2014) indicam taxas de acumulação de COT

inferiores e mais próximas de médias globais.

37

6 CONCLUSÕES

Os testemunhos estudados registraram mudanças ambientais antropogênicas

na porção leste da Baía de Sepetiba nos últimos aproximadamente 100 anos. Os

resultados de COT, NT e PT anteriores a 1960 sugeriram uma condição ambiental de

baixa ou nenhuma intervenção humana na bacia de drenagem. De 1910 a 1960, não

se observou alteração significativa na qualidade da matéria orgânica sedimentar,

sugerindo a ausência de entrada significativa de esgoto na baía. Após a década de

1960, um período em que a população do Estado do Rio de Janeiro cresceu

abruptamente e posterior à transposição do rio Paraíba do Sul para o rio Guandu,

houve uma mudança na taxa de acumulação sedimentar da floresta de manguezal de

5,2 para 16,0 mm ano-1. Além disso, um possível aumento foi observado no despejo

de esgoto urbano a partir da década de 1960 impactando o ecossistema. Durante a

segunda fase sedimentar, foi possível observar um aumento da matéria orgânica

derivada da vegetação de mangue relacionada a um aumento da acumulação de COT

em relação à primeira fase. Por fim, durante a terceira fase (a partir de 1990), um

período de maior impacto antropogênico na região expresso pela diminuição nas

relações C:N e um aumento nos valores de δ15N, um alto fluxo de nutrientes promoveu

a fertilização do ecossistema e, consequentemente, um aumento da acumulação de

matéria orgânica de algas e vegetação de mangue.

Além disso, a sedimentação observada reflete uma história de deposição

contrastante entre mudanças mais dinâmicas na floresta e alterações mais graduais

de COT e NT na planície hipersalina que apresentou uma acumulação sedimentar

mais constante (1,3 mm ano-1), mesmo após a intensificação do desenvolvimento

urbano-industrial. A planície apresentou ainda uma acumulação substancial de PT ao

longo do tempo, confirmando seu papel relevante enquanto reservatório de nutrientes.

Assim, o presente estudo sugere que a eutrofização antropogênica é um dos

principais fatores que podem influenciar a acumulação de carbono orgânico em

manguezais.

38

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48

ANEXO

Tabela 1: Resultados de granulometria ao longo da profundidade dos testemunhos da floresta de manguezal (F2B - a) e planície hipersalina (A2 - b).

Profundidade (cm)

Areia % (>50µm)

Silte % (2-50µm)

Argila % (< 2µm)

(a) Testemunho da floresta de manguezal (F2B)

0-1 8,5 77,1 14,4 1-2 7,5 80,0 12,5 2-3 7,3 81,0 11,7 3-4 5,9 81,3 12,8 4-5 6,4 81,7 11,9 5-6 4,3 81,5 14,2 6-7 5,3 81,0 13,7 7-8 4,3 80,9 14,8 8-9 5,9 80,2 13,9

9-10 3,9 81,2 14,9 10-12 5,4 80,7 13,9 12-14 3,8 80,6 15,6 14-16 4,0 79,7 16,2 16-18 4,1 79,9 15,9 18-20 4,1 79,5 16,4 20-22 4,0 79,5 16,5 22-24 7,3 79,0 13,7 24-26 3,8 79,5 16,7 26-28 3,2 80,3 16,5 28-30 11,0 74,9 14,2 30-32 8,9 73,3 17,8 32-34 7,3 75,5 17,2 34-36 5,8 82,2 12,0 36-38 7,3 74,5 18,2 38-40 6,4 74,7 18,8 40-42 7,7 73,4 18,9 42-44 8,5 75,7 15,8 44-46 8,9 78,0 13,1 46-48 6,7 81,2 12,1

(b) Testemunho da planície hipersalina (A2)

0-1 1,6 83,0 15.4% 1-2 0,8 78,8 20.4% 2-3 0,4 83,6 16.0% 3-4 0,1 82,2 17.7%

49

Profundidade (cm)

Areia % (>50µm)

Silte % (2-50µm)

Argila % (< 2µm)

4-5 0,9 81,8 17.3% 5-6 0,6 84,9 14.5% 6-7 0,1 86,1 13.8% 7-8 0,3 83,2 16.5% 8-9 1,5 81,1 17.3%

9-10 0,1 85,0 14.9% 10-11 1,0 84,7 14.3% 11-12 0,1 84,3 15.6% 12-13 1,0 84,8 14.2% 13-14 1,8 84,4 13.8%

Tabela 2: Resultados de aspectos orgânicos e físicos, incluindo densidade aparente, δ13C, δ15N, carbono orgânico total (COT), nitrogênio total (NT) e fósforo total (PT) dos testemunhos da floresta de manguezal (F2B - a) e planície hipersalina (A2 - b).

Profundidade (cm)

Densidade (g/cm3)

δ13C (‰)

δ15N (‰)

COT (%)

NT (%)

PT (%)

(a) Testemunho da floresta de manguezal (F2B)

0-1 1,05 -23,8 7,8 5,57 0,51 0,09 1-2 1,08 -24,6 8,3 7,11 0,50 0,08 2-3 1,17 -24,3 8,9 5,96 0,48 0,08 3-4 1,27 -24,6 9,0 5,26 0,50 0,08 4-5 1,45 -25,6 9,7 6,24 0,49 0,08 5-6 1,44 -24,9 9,2 4,70 0,45 0,08 6-7 1,27 -24,9 8,1 5,10 0,44 0,07 7-8 1,31 -24,8 9,5 4,42 0,40 0,06 8-9 1,62 -25,0 9,5 4,23 0,38 0,06

9-10 1,46 -24,9 8,8 4,05 0,38 0,06 10-12 2,22 -24,9 8,5 3,97 0,32 0,06 12-14 2,32 -24,8 1,3 2,08 0,14 0,06 14-16 2,00 -25,2 1,7 2,56 0,16 0,06 16-18 2,17 -25,0 1,0 3,27 0,20 0,07 18-20 2,23 -24,2 -0,5 2,16 0,13 0,05 20-22 2,28 -25,1 -0,2 2,57 0,16 0,05 22-24 2,34 -25,8 -1,1 2,64 0,16 0,05 24-26 1,90 -24,6 -1,7 2,44 0,15 0,05 26-28 2,15 -25,3 -1,8 3,05 0,15 0,05 28-30 2,30 -25,5 -1,8 5,39 0,21 0,05 30-32 2,26 -25,0 -3,3 3,11 0,14 0,05 32-34 2,28 -22,8 0,0 4,00 0,17 0,04 34-36 2,14 -23,2 2,1 4,95 0,19 0,04

50

Profundidade (cm)

Densidade (g/cm3)

δ13C (‰)

δ15N (‰)

COT (%)

NT (%)

PT (%)

36-38 2,17 -22,7 3,9 4,77 0,20 0,04 38-40 2,21 -23,3 -1,8 1,90 0,10 0,04 40-42 2,47 -23,5 -0,5 2,51 0,13 0,03 42-44 2,47 -23,4 -2,1 3,05 0,14 0,02 44-46 2,47 -23,7 -2,3 1,53 0,09 0,03 46-48 2,50 -24,0 -5,5 1,20 0,07 0,05

(b) Testemunho da planície hipersalina (A2)

0-1 1,64 -17,9 10,3 1,01 0,16 0,08 1-2 2,02 -18,1 11,8 0,87 0,11 0,08 2-3 1,91 -17,7 10,8 0,78 0,09 0,08 3-4 2,42 -17,9 10,8 0,54 0,07 0,08 4-5 2,44 -18,3 10,4 0,65 0,08 0,07 5-6 2,62 -17,9 11,1 0,67 0,09 0,07 6-7 2,31 -17,9 10,5 0,57 0,07 0,07 7-8 2,35 -18,1 9,8 0,52 0,07 0,07 8-9 2,03 -18,2 9,2 0,54 0,07 0,06

9-10 1,94 -18,0 9,2 0,52 0,07 0,06 10-11 2,47 -18,2 8,9 0,49 0,06 0,06 11-12 2,38 -18,2 8,4 0,48 0,06 0,06 12-13 2,50 -18,1 9,6 0,48 0,07 0,06 13-14 2,46 -18,4 10,5 0,44 0,06 0,06